Atmosfera terestra - Structura atmosferei terestre

Atmosfera terestra

1 Structura atmosferei terestre

Atmosfera este invelisul gazos al Pamantului, care se mentine in jurul lui datorita gravitatiei. Moleculele aerului sunt supuse pe de o parte gravitatiei, iar pe de alta parte fortei centrifuge determinate de rotatia Pamantului. Distanta la care aceste doua forte se echilibreaza constituie grosimea cea mai mare pe care o poate avea atmosfera. In realitate, datorita miscarii lor, moleculele scapa din campul gravitational terestru cu mult inainte ca aceasta grosime sa fie atinsa. Tinand seama de vitezele moleculelor, corespunzatoare temperaturilor din atmosfera inalta, s-a calculat ca grosimea maxima posibila a atmosferei este de 3000 km. Masa totala a atmosferei este circa , iar jumatate din aceasta se gaseste intre sol si nivelul situat la .

Aerul uscat la nivelul marii are urmatoarea compozitie, tabelul 1:

Dupa repartitia verticala a temperaturii aerului, in atmosfera se delimiteaza urmatoarele regiuni, figura 1:

troposfera: de la suprafata solului pana la inaltimea de 8-18 km, in functie de latitudine;

stratosfera: de la 18 km pana la 45-50 km;

mezosfera: deasupra stratosferei pana la 80 km;

termosfera: de la limita mezosferei pana la 690-700 km;

exosfera: deasupra termosferei pana la aproximativ 800 km.

Intre aceste regiuni se afla zone de tranzitie, cu grosimi variabile de la cateva sute de metri pana la cativa km. Aceste zone se numesc: tropopauza, stratopauza, mezopauza, termopauza.

Troposfera si stratosfera, adica zona din atmosfera terestra in care se resimte influenta suprafetei Pamantului atat din punct de vedere dinamic cat si din punct de vedere termic reprezinta stratul limita atmosferic. Aici se desfasoara cvasitotalitatea activitatilor umane care sunt influentate de vantul din acest strat si care, la randul lor, influenteaza caracteristicile stratului limita atmosferic. In acest strat au loc importante fenomene termice si aerodinamice legate de interactiunea atmosferei cu suprafata solului si a apei, interactiune care conduce la aparitia de perturbatii meteorologice si care apoi, prin mecanisme de transport turbulent, sunt propagate in zona exterioara stratului limita atmosferic, adica in atmosfera libera, sau ionosfera, reprezentata de mezosfera, termosfera si exosfera. In aceasta parte superioara a atmosferei Pamantului ionii si electronii sunt prezenti in numar suficient de mare pentru a influenta propagarea undelor radio.

Grosimea stratului limita atmosferic depinde de valoarea vitezei medii a vantului din atmosfera libera, de stratificarea verticala a temperaturii, de dimensiunile, forma si repartitia rugozitatii terenului. Ea poate fi considerata ca egala cu altitudinea la care deplasarile verticale ale aerului devin neglijabile.

Fenomenele complexe care se produc in zona stratului limita atmosferic si care influenteaza activitatile umane sunt:

actiunea vantului,

actiunea combinata a vantului si zapezii cu urmarirea aglomerarilor de zapada,

dispersia poluantilor gazosi in atmosfera,

captarea energiei eoliene, etc.

2 Temperatura atmosferei

In procesele legate de circulatia maselor de aer din atmosfera, temperatura atmosferei este un factor foarte important. Ea este determinata, in afara de sursa primara de energie care este radiatia solara si de:

radiatia terestra,

radiatia atmosferei terestre,

comprimarea si dilatarea aerului,

evaporarea si condensarea vaporilor de apa din aer,

difuzia moleculara turbulenta.

Ultimele trei fenomene care au loc in atmosfera sunt determinante in stabilirea repartitiei temperaturii in atmosfera si implicit in definirea profilului de temperatura din zona stratului limita atmosferic.

Variatia temperaturii cu inaltimea nu se produce dupa o lege bine determinata, Fig. 1. In troposfera temperatura scade uniform cu inaltimea, de la 10-20 ^oC, la suprafata solului, pana la -50 ^oC, gradientul mediu de scadere al temperaturii, numit si gradient adiabatic uscat, fiind 5-6 ^oC/km. Aceasta scadere este conform cu ecuatia lui Poisson:

(1)

unde constanta:

(2)

data de raportul dintre caldura molara la presiune constanta si cea la volum constant, reprezinta exponentul adiabatic. Scaderea de presiune care apare in cazul maselor de aer ascendent, conduce si la descresterea temperaturii.

In stratosfera temperatura ramane aproximativ constanta, circa -50 ^oC, iar apoi, in mezosfera, incepe sa creasca, atingand un maxim de circa -10 ^oC, la inaltimea de 50 km, dupa care scade din nou pana la circa -50 ^oC. In termosfera temperatura creste continuu, atingand la intrarea in exosfera o valoare de 1000-1500 ^oC. In exosfera notiunea de temperatura incepe sa-si piarda intelesul obisnuit deoarece ciocnirile dintre particule sunt atat de rare incat transferul energetic nu mai este posibil.

3 Presiunea atmosferica

Presiunea atmosferica este definita ca o marime scalara care exprima starea de tensiune (gradul de comprimare) a fluidului intr-un punct din interiorul stratului atmosferic terestru. Ea reprezinta greutatea unei coloane de aer atmosferic raportata la unitatea de suprafata a bazei coloanei care contine acel punct;

; (3)

Pentru o coloana de aer de inaltime h, expresia presiunii devine:

    (4)

numita presiune hidrostatica, unde reprezinta densitatea aerului, iar g - acceleratia gravitationala.

Conventional s-a definit presiunea atmosferica normala, presiunea determinata de o coloana de mercur cu inaltimea de 760 mm, la latitudinea de 45⁰, la nivelul marii si la temperatura aerului de 0⁰C (273,16 K sau 32⁰F). Valoarea acesteia este:

    (5)

Datorita faptului ca masurarea presiunii atmosferice in mmHg nu era in acord cu sistemul international de unitati de masura (SI), s-a adoptat ca unitate de masura barul (bar) care corespunde unei presiuni de 10⁵ N/m², sau unei coloane de 750 mmHg (torr).

Din considerente de comoditate, in meteorologie si in special in notarea presiunii atmosferice pe hartile sinoptice, se utilizeaza ca unitate de masura a presiunii atmosferice un submultiplu al barului si anume milibarul (mbar), care corespunde uni presiuni de 10² N/m² numita si hectopascal (hPa), sau a unei coloane de mercur de 0,75 mm. Deci 1 mmHg este egal cu 1,33 mbar si deci egal cu 1,33 hPa.

Distributia de presiune atmosferica atat pe verticala cat si pe orizontala este unul din factorii foarte importanti cu efecte asupra miscarii maselor de aer atmosferic si implicit asupra miscarii aerului din stratul limita atmosferic.

3.1 Distributia pe verticala a presiunii atmosferice. Se observa scaderea presiunii cu altitudinea, scadere care nu este liniara. Aerul fiind un fluid caracterizat printr-o mare compresibilitate, straturile inferioare sunt puternic comprimate de catre straturile superioare, avand din aceasta cauza densitati mai mari decat cele din straturile superioare ale atmosferei.

Densitatea aerului atmosferic si presiunea acestuia la o anumita altitudine depind de temperatura, de cantitatea de vapori de apa din atmosfera, precum si de valoarea fortei de atractie gravitationala. Conform formulei de variatie a densitatii cu temperatura:

    (6)

unde este coeficientul de dilatare termica a gazelor , - densitatea gazului la 0^oC, densitatea aerului atmosferic creste odata cu scaderea temperaturii, aceasta scazand la cresterea altitudinii. Totodata, forta de atractie gravitationala scade cu patratul altitudinii (cap. I), ceea ce conduce la scaderea densitatii aerului atmosferic odata cu cresterea altitudinii.

Aceasta actiune concomitenta a acestor factori, dintre care unii au o mare variatie in timp (de exemplu, temperatura sau cantitatea de vapori din atmosfera) conduce la o descresterea neliniara a presiunii cu cresterea altitudinii.

Masuratorile efectuate in atmosfera au pus in evidenta faptul ca presiunea inregistreaza o descrestere rapida in straturile inferioare ale atmosferei, o descrestere lenta in straturile inalte si o descrestere foarte lenta la limita superioara a invelisului gazos al planetei noastre.

3.2 Distributia pe orizontala a presiunii atmosferice. Inregistrarea simultana a presiunii atmosferice in diferite puncte ale suprafetei Pamantului (pe uscat si pe oceane) permite sa se observe diferente destul de mari intre valorile acesteia, fapt explicabil prin incalzirea inegala a suprafetei terestre si prin fenomenele diferentiate de reflexie si absorbtie care apar la suprafetele de separare aer-sol sau aer-apa.

Tabloul distributiei presiunilor intr-o anumita zona si la un moment dat permite realizarea unor harti - harti sinoptice - in care valorile de egala presiune din diferite puncte ale regiunii reprezentate pe harta sunt unite prin linii continue, purtand numele de linii izobare. Izobarele se traseaza de obicei din 5 in 5 mbar. Configuratia distributiei presiunilor obtinute prin trasarea pe o harta sinoptica a liniilor izobare se numeste camp baric.

Hartile sinoptice alcatuite prin trasarea izobarelor permit punerea in evidenta a centrelor de presiune (joase sau inalte), figura 2.

Izobarele formeaza in general un desen coerent unde se recunosc figuri inchise izolate. Unele corespund presiunii care scade de la periferie catre centru, formand centrele de presiune minima (cicloanele), notate cu litera D. Altele corespund presiunii care creste de la periferie catre centru, formand centrele de presiune maxima (anticicloanele), notate cu litera M.

Diferentele de presiune atmosferica intre aceste regiuni au rolul fundamental in generarea vantului.

4 Efectul deviator datorat rotatiei Pamantului. Forta Coriolis

Teoretic, un vant care sufla dinspre nord ar trebui sa aiba directia nord-sud. Observatiile efectuate au stabilit insa ca, dupa parcurgerea unei anumite distante, orice vant sufera o abatere de la directia normala.

Considerand o particula de aer, pentru un sistem de referinta absolut, miscarea acesteia care nu este supusa unor forte exterioare, va fi rectilinie, dar, pentru un observator care se roteste odata cu Pamantul, traiectoria particulei apare curbilinie.

Devierea miscarii unei particule de aer de la un traseu rectiliniu datorita rotatiei Pamantului este atribuita unei forte aparente denumita forta deviatoare Coriolis, sau forta geostrofica, a carei expresie vectoriala este:

    (7)

unde este forta deviatoare Coriolis, m masa particulei de aer, viteza particulei relativ la un sistem de coordonate care se roteste odata cu Pamantul, iar vectorul vitezei unghiulare de rotatie a Pamantului.

Forta Coriolis este perpendiculara pe si pe , are sensul dat de regula mainii drepte si are marimea:

    (8)

unde este unghiul dintre si .

Acceleratia determinata de aceasta forta se numeste acceleratie Coriolis;

; (9)

Cu toate ca valorile fortei Coriolis nu sunt prea mari(de exemplu, in regiunile polare, pentru un vant de 20 m/s, acceleratia Coriolis este de 0,22 cm/s²), totusi actiunea acestei forte deviatoare este sesizabila pentru curentii de aer, conducand, pe distante mari, la abateri considerabile ale acestora de la directia initiala.

Forta deviatoare Coriolis este minima la ecuator , creste cu latitudinea si ajunge la valoarea maxima la poli .

Deoarece sensul de rotatie al Pamantului in jurul axei sale este de la vest catre est, devierea suferita de vant pe directia in care acesta bate va fi totdeauna spre dreapta in emisfera nordica si spre stanga in emisfera sudica. Prin urmare, in emisfera nordica, vantul avand sensul initial catre nord este deviat spre est si devine vant din vest, iar vantul avand sensul initial catre sud este deviat spre vest si devine astfel vant de est.

5 Caracteristicile vantului

Daca temperatura aerului si presiunea atmosferica ar avea aceeasi valoare pe intreaga suprafata a Pamantului nu ar exista deplasari ale aerului dintr-un loc in altul; nu ar lua nastere vantul. Temperatura aerului are valori diferite pe intreaga suprafata terestra, care, in regiunile calde, determina o destindere a aerului, deci o scadere a presiunii atmosferice, iar, in regiunile reci, determina o comprimare a acestuia, deci o crestere a presiunii atmosferice.

Daca diferenta de presiune atmosferica raportata la unitatea de suprafata - ce poarta numele de gradient baric - este mica, aerul va fi antrenat cu o miscare lenta si, in consecinta, viteza vantului va fi redusa. Dar cu cat gradientul baric este mai mare, cu atat va creste viteza vantului.

Forta suplimentara Coriolis - practic nula in zona ecuatoriala si din ce in ce mai mare cu cat ne apropiem de poli - ajunge repede in echilibru cu forta determinata de gradientul baric. De aceea vantul se va deplasa nu perpendicular pe izobare, ci va avea o directie paralela cu acestea. Pentru a defini relatia vantului fata de presiunea atmosferica in emisfera nordica, Buys-Ballot a dat urmatoarea regula, ce-i poarta numele; regula Buys-Ballot: daca stam cu spatele din directia de unde bate vantul, presiunea joasa va fi in stanga, iar cea inalta in dreapta.

In afara de forta Coriolis, asupra vantului mai actioneaza si forta de frecare, determinata de asperitatile suprafetei terestre: dealuri, munti, vai, etc. Aceasta forta impiedica ca deplasarea aerului sa se faca paralel cu izobarele, de aceea vantul va sufla de-a curmezisul izobarelor sub un unghi de , in functie de gradul de accidentare a suprafetei solului.

Vantul este definit prin doua elemente: directia si viteza sa. Directia vantului reprezinta sectorul orizontului de unde sufla vantul si se apreciaza in raport cu punctele cardinale, cu ajutorul unei scale cu 16 directii care poarta numele de roza vanturilor. Cele 16 sectoare corespund cate unui punct cardinal principal (nord, sud, est, vest) sau intermediar (sud-vest, nord-nord-est, etc.), indicate prin linii radiale ce pornesc din punctul central.

Viteza vantului, adica distanta parcursa de aer in unitatea de timp, se masoara in m/s sau km/h. La statiile meteorologice se foloseste pentru masurarea directiei si vitezei vantului girueta Wild. Aceasta este formata dintr-un ax vertical, ce are in partea sa superioara o portiune tubulara, pe care sunt fixate 4 sau 8 vergele metalice orizontale, care indica directia vantului. Una dintre vergele are la capat litera N, ce indica nordul. Deasupra se afla partea mobila a giruetei alcatuita dintr-un dispozitiv indicator al directiei vantului, format dintr-o vergea metalica orizontala, ce are la unul din capete o sfera de plumb, iar la celalalt, un sistem de doua placi metalice, ce poarta numele de pana de vant, fig. 3.

In capatul de sus al giruetei se afla dispozitivul indicator al tariei vantului, alcatuit dintr-o placa metalica in greutate de 200 g la girueta obisnuita si de 800 g la girueta cu placa grea, ce este folosita in zonele unde vantul prezinta, de regula, intensitate mare. Placa va pendula in functie de viteza vantului in fata unui arc de cerc, pe care sunt dispusi 8 dinti indicatori ce corespund scarii Beaufort. Girueta se instaleaza pe un stalp vertical astfel ca placa indicatoare a vitezei vantului sa fie la 10 m deasupra solului.

Pentru determinarea precisa a vitezei vantului se foloseste anemometrul. Este format dintr-un sistem de 3 sau 4 cupe fixate la capatul unui ax mobil, care, prin intermediul unui sistem de rotite dintate, antreneaza un ac indicator, figura 4.

Sub actiunea vantului sistemul de cupe se roteste, iar rotile dintate transmit miscarea acului indicator, ce inregistreaza pe cadranul mare al anemometrului viteza acestuia.